Problèmes de datation des surfaces d`aplanissement au Zaïre

Bulletin de la Société géographique de Liège, 27, 1991, 175-185
Problèmes de datation des surfaces d'aplanissement
au Zaïre
Pol DUMONT
Résumé
La durée du cycle d'érosion, générateur d'une surface d'aplanissement, peut varier de 30 à 60 millions d'années. On ne peut donc désigner un aplanissement par un âge géologique bien déterminé,
fût-ce l'âge terminal qui reste bien imprécis dans le cas des pédiplaines. Il faut privilégier les dénominations régionales (dorsale Zaïre-Zambèze, surface du Kwango, surface des Biano, ...) ou des
appellations faisant référence à des bouleversements morphologiques majeurs (surface de Gondwana et surface africaine, séparées par l'ouverture de l'océan Atlantique) ou à des modifications
climatiques profondes : surface anté-Lukuga (antérieure à la glaciation permo-carbonifère).
Abstract
30 to 60 millions years is the time needed for a general bevelling. Therefore, any denomination
refering to the geological column must be dismissed. Appellation suggesting a regional occurrence
or indicating a climatic revolution or a major tectonic uplifting must be privilegied.
I. INTRODUCTION
L'expression surface d'aplanissement a été introduite
dans la géomorphologie congolaise en 1952 par CAHEN
ET LEPERSONNE, en remplacement du terme pénéplaine
qui avait été employé jusqu'alors par VEATCH
(1935), ROBERT (1939) et CAHEN, JAMOTTE, LEPERSONNE et MORTELMANS (1946).
En effet, depuis 1948, KING défendait l'idée que la coexistence de plusieurs pénéplaines d'âges différents, dans
une même région, était incompatible avec le concept
même de la pénéplanation. Celle-ci implique, en effet,
la destruction complète de la morphologie antérieure.
A vrai dire, les surfaces d'aplanissement étagées
avaient déjà été reconnues aux USA et en Europe où elles
avaient été décrites comme des pénéplaines emboîtées,
locales ou partielles, comme des gradins de piedmont
(PENCK, 1924) ou encore comme des pénéplaines naissantes ou embryonnaires (MACAR, 1949).
PENCK avait proposé une interprétation de ces aplanissements étagés dans un livre ardu — Die morphologische
Analyse — qui fourmille d'idées originales, mêlées à des
généralités formulées de manière ésotérique. Il faut en
retenir l'idée maîtresse : le cycle d'érosion se développe
dans une période de mobilité qui est liée au relèvement
isostatique.
Les idées de PENCK ont été reprises par KING qui les
a combinées avec le modèle d'érosion par recul des versants (WOOD, 1942), pour expliquer les aplanissements
étagés de l'Est africain.
Pour décrire cette morphologie, KING a adopté, malheureusement, le vocabulaire propre aux formes d'érosion
des régions arides, décrites aux Etats-Unis.
Le cycle de pénéplanation (HOWARD, 1942, p. 11) aboutit à la formation d'une surface aplanie dénommée pédiplaine (MAXSON and ANDERSON, 1935, p. 94), résultat de la coalescence de plusieurs pédiments (McGEE,
1897, p. 92; BRYAN, 1933). Ces pédiments ne sont rien
d'autre que des glacis d'érosion (DRESCH, 1957), c'està-dire des surfaces rocheuses, planes et faiblement pentues, qui se forment au pied des reliefs montagneux,
dont ils sont séparés par un versant fortement incliné qui
confère à la topographie un profil typiquement concave.
Le passage du glacis rocheux au relief se fait de manière
brutale suivant un angle appelé knick ou angle de piedmont. Au contraire, dans la pénéplaine de DAVIS, la transition plaine-montagne se fait de manière progressive, ce
qui confère à la morphologie des profils convexes (à l'exception des reliefs résiduels de nature structurale comme
les fronts de cuesta, les hogbacks, etc.).
Les pédiplaines peuvent comporter des reliefs résiduels
appelés, selon leurs dimensions décroissantes : inselgebirges, inselbergs ou bornhardts, kopjes, castle kopjes,
nubbins, boulders, ... Ces inselbergs peuvent s'élever jusqu'à des hauteurs de 400 mètres au-dessus des plaines
environnantes, à la manière d'une île qui sort des eaux.
Les pédiments se forment par le recul progressif des
versants rocheux qui migrent vers l'amont en gardant des
pentes sensiblement constantes. Les débris qui devraient
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s'accumuler au pied des versants sont périodiquement
évacués lors d'averses violentes selon un processus appelé sheet fl ow (écoulement en nappe suivant un régime
laminaire) qui balaie le glacis rocheux sans créer de véritables chenaux d'écoulement (dongas) qui restent exceptionnels.
Le modèle "davisien" du cycle d'érosion, conduisant à la
pénéplanation, a souvent été critiqué depuis sa création
en 1889. A l'âge de 80 ans, DAVIS finit par admettre en
1930 qu'il fallait distinguer un cycle d'érosion en milieu
aride, favorisant le recul des versants avec une pente
constante et un cycle plus normal, développé en milieu
tempéré humide, conduisant à la pénéplaine.
Contrairement à l'idée de DAVIS (1930), KING estime
que la pédimentation n'est pas liée à un milieu climatique
particulier et il n'hésite pas à écrire : "Pediplanation is
the fundamental form to which most, if not all, subaerial
landscapes tend to be reduced, the world over" (The
pediment landform, 1949, p. 246).
C'est donc abusivement que, se référant à KING
(1951), CAHEN (1954, p. 414) écrit : "Les conditions
qui favorisent ce processus (de pédiplanation) sont celles
des régions semi-arides".
Les caractéristiques des pédiments et des inselbergs, leurs
processus génétiques et les milieux climatiques qui favorisent leur apparition restent un sujet de controverses
dans lequel nous ne voulons pas entrer. Ce que nous
avons personnellement constaté, en parcourant le Shaba
oriental pendant plus de 10 ans, ce sont les étroites similitudes entre nos propres observations et celles rapportées par BORNHARDT en Tanzanie, par PASSARGE
au Kalahari et en Namibie, par FALCONN au Nigeria,
par HOLMES, WEYLAND et WRAY au Mozambique,
par KING et FAIR au Natal et en Zambie, etc.
II. DUREE DE FORMATION D'UNE SURFACE D'APLANISSEMENT
Le problème de la datation d'une surface d'aplanissement est d'autant plus délicat à résoudre que la genèse
d'une telle surface nécessite, pour sa formation, un intervalle de temps extrêmement long, si bien qu'une surface
d'aplanissement est nécessairement une surface diachro-
nique.
Cette particularité est bien connue des géologues : la
surface de transgression du Dévonien de l'Ardenne ou,
si l'on préfère, la surface d'aplanissement post-calédonienne, voit son âge varier du Silurien supérieur (au sud
du massif de Rocroi) au Dévonien supérieur (dans le
massif du Brabant). Dans ce cas, on peut parler d'un âge
ancien de 400 M.A. et d'un âge récent de 350 M.A., ce
qui assigne au cycle érosif post-calédonien une durée minimale de l'ordre de 50 M.A. Il est clair que cette évaluation concerne plus particulièrement la durée de la transgression marine mais, comme le rappelait KING (1949,
p. 440) : "continental erosion and pericontinental depo-
sition are but halves of the same problem."
DAVIS (1925) évaluait de 20 à 200 millions d'années le
temps nécessaire à la pénéplanation d'un massif montagneux. ROBERT (1939, p. 3) admettait plusieurs dizaines
de millions d'années et CAHEN (1954, p. 433) écrit que
"l'ordre de grandeur d'un cycle d'érosion est du même
ordre de grandeur qu'une période géologique". Comme
on dénombre habituellement 12 périodes durant les temps
phanérozoïques, cet ordre de grandeur serait de 570: 12
= 48 millions d'années.
A. Modèle d'évaluation de la durée d'un cycle d'érosion
Pour élaborer un tel modèle, il faut estimer préalablement les vitesses moyennes d'érosion et de relèvement
isostatique.
On peut évaluer la vitesse moyenne d'érosion en divisant
le volume total des matériaux amenés chaque année à
l'océan (88,3 x 10 8 m 3 ) par la surface totale des océans
(150 x 10 6 km 2 ); on trouve, pour une durée de 1 000 ans,
un abaissement moyen de la surface topographique égal
à 55 mm/1 000 ans ou à 55 B (bubnoffs 1 ). Aux EtatsUnis, SCHUMM (1963) a trouvé une valeur moyenne de
80 B, avec des valeurs locales atteignant 910 B. STRAHLER (1963) accepte des valeurs de la vitesse de dénudation comprises entre 40 B (plaines) et 1 250 B (hautes
montagnes).
En ce qui concerne les vitesses de soulèvement de la
surface topographique dû au réajustement isostatique, les
observations effectuées dès 1727 par CELSIUS permettent
d'estimer à 10 000 B la vitesse de soulèvement de la
Scandinavie. SCHU MM accepte la valeur moyenne de
7 620 B et STRAHLER adopte la valeur moyenne de
6 000 B comme vitesse de soulèvement (variable entre
4 000 et 12 000 B).
Il faut bien constater que les vitesses de réajustement
isostatique sont beaucoup plus grandes que les vitesses
de dénudation, si bien que dans l'évolution d'un cycle
orogénique, il paraît logique de considérer la formation
du relief initial comme un événement relativement court,
de l'ordre de 1 à 2 millions d'années, si l'on envisage un
soulèvement de l'ordre de 5 000 m comme dans le cas
des Alpes.
Il paraît aussi logique d'admettre que la vitesse de dénudation sera très grande au début du cycle d'érosion (de
l'ordre de 1 200 B) pour diminuer continuellement et
atteindre des vitesses de l'ordre de 10 B vers la fin du
cycle d'érosion.
Dans le modèle de STRAHLER (1963), la diminution de
la vitesse de dénudation suit une loi de décroissance exponentielle, comparable à celle de la décroissance de la
radioactivité. A ce propos, il définit la demi vie d'une
montagne comme étant l'intervalle de temps durant lequel la hauteur d'une montagne est réduite de moitié et
voit, simultanément, sa vitesse de dénudation divisée par
deux.
-
Problèmes de datation des surfaces d'aplanissements
Le problème se complique du fait que l'abrasion d'un
relief donné (ici 5 000 m) signifie aussi son allègement,
ce qui entraîne automatiquement un relèvement isostatique que l'on peut estimer à près de quatre fois la hauteur
initiale du relief. Dans le cas présent, il faudrait éroder
un relief de 20 000 m. STRAHLER a tourné la difficulté
en adoptant des vitesses réduites d'érosion (net denudation rates) pour tenir compte du réajustement isostatique
que l'on suppose continu, pour des raisons de simplicité,
mais qui est vraisemblablement épisodique.
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En adoptant une valeur initiale de 200 B, STRAHLER a
pu fixer la demi-vie du relief initial à 5 000: 2 : 200 =
15 M.A. (Fig. la).
Nous avons adopté une hauteur potentielle du relief égale
à 20 000 m. On déduit alors une demi-vie du relief égale
à 20 000: 2 : 1 200 = 8,3 M.A. (Fig. lb).
Dans chacun des modèles, le stade de la pénéplanation
est atteint quand la vitesse d'érosion devient inférieure
à 12 B, ce qui est réalisé respectivement après 60 et 58
millions d'années.
Figure 1 : Modèle d'évaluation de la durée d'un cycle d'érosion conduisant à la formation d'une pénéplaine.
la. Modèle original conçu par Strahler en 1963. Le "net denudation rate" tient compte du réajustement isostatique.
lb. Modèle modifié qui représente le cas limite où le réajustement isostatique est complètement réalisé. La valeur du
relèvement isostatique est calculée d'après le modèle d'Airy en supposant que les densités de la croûte et du manteau
sont respectivement égales à 2,6 et 3,4. Dans ces conditions, la hauteur totale du relief à éroder représente la somme
des termes d'une progression géométrique dont le premier terme est 5000 et la raison égale à 2,6 : 3,4 = 0,7647, soit
5000: (1 - 0,7647) = 19 685 m.
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P. DUMONT
C. l'âge final d'un cycle est une conception théorique
qui n'est jamais réalisée : c'est la pénéplaine parfaite
sur laquelle tous les cours d'eau auraient atteint leur
profil d'équilibre.
En règle générale, c'est l'âge terminal d'une surface
d'aplanissement qui sert à la définir; ainsi VEATCH
(1935, p. 30) écrit :
"On the basis that the proper designation of a peneplain
is the time of its most complete development — which
would be immediately before the movements that brought
about its destruction — the great mid-Tertiary Peneplain,
on the evidence afforded in the coastal plain region of
Angola, would be a mid-Miocene Peneplain."
De même, en 1954, CAHEN écrit :
"On adopte ici les conceptions d'âge terminal et de cycles
posthumes basées sur la destruction d'un cycle par le
mouvement générateur du nouveau cycle."
Pour fixer les idées, on conçoit aisément que la fragmentation du continent de Gondwana et l'ouverture de l'Atlantique ont mis fin au cycle d'érosion qui façonnait la
surface du Gondwana et ont déclenché en même temps
un premier cycle d'érosion, proprement africain, qui avait
pour niveau de base l'océan Atlantique qui s'élargissait.
Cet événement majeur qui se situe au début de l'Altien
(environ 110 M.A.) représente l'âge terminal du cycle
de Gondwana et l'âge initial de la première surface africaine.
Le choix des âges terminaux pour caractériser une surface d'aplanissement peut paraître logique dans le cas
des pénéplaines; ce n'est plus vrai quand il s'agit de
pédiplaines. En effet, le stade initial d'un cycle de pédiplanation correspond au soulèvement d'une surface aplanie préexistante et le stade terminal apparaît lorsque le
ressaut qui délimite la pédiplaine vers l'amont (et qui
a tendance à s'atténuer progressivement), finit par disparaître complètement. L'âge terminal d'une pédiplaine
ne coïncide donc généralement pas avec l'âge initial de
la pédiplaine plus récente.
D. l'âge local d'une surface d'aplanissement est l'âge
des formations géologiques qui surmontent directement la surface ou celles qu'elle recoupe.
Etant donné les incertitudes qui s'attachent aux datations
des dépôts continentaux que l'on peut rencontrer sur
les surfaces d'aplanissement, il n'est pas souhaitable de
désigner ces derniers par des âges géologiques. C'est
la raison pour laquelle nous avons préféré utiliser des
dénominations régionales.
IV. MANIERES D'ETRE DES SURFACES D'APLANISSEMENT
Pour fixer l'âge des aplanissements, à l'intérieur des
continents, on ne dispose généralement que d'âges locaux. Il est donc essentiel de bien distinguer les plaines
de remblaiement et les plaines d'émersion des surfaces
d'abrasion proprement dites qui ont été recouvertes de
Problèmes de datation des surfaces d'aplanissements
dépôts superficiels. Il existe d'ailleurs des surfaces mixtes
composées de secteurs remblayés et de secteurs dénudés.
C'est le cas de la surface sur laquelle reposent les limons
ocres au Kasai et dans le Shaba oriental, comme le montre la figure 6b.
Dans le cas des surfaces d'abrasion proprement dites,
les surfaces générées subissent plus ou moins tôt et plus
ou moins longuement une pédogenèse qui, suivant les
conditions climatiques prédominantes, peut conduire à la
formation d'un cuirassement superficiel. On peut donc
rencontrer :
— des surfaces d'aplanissement cuirassées : elles sont
généralement mieux conservées dans le paysage et
donc plus faciles à identifier. Le cuirassement peut
être constitué par des croûtes calcaires (pays à climat méditerranéen et à substratum calcaire), par des
croûtes ferrugineuses (ferricrusts, latérites, limonite)
que l'on rencontre dans les régions intertropicales et
les croûtes siliceuses (silcretes, meulières) que l'on
a l'habitude d'associer à un climat désertique, particulièrement aride, sans beaucoup s'interroger sur
le cheminement suivi par la silice libérée durant la
période d'allitisation qui précède la formation des
carapaces ferrugineuses, ni sur l'origine de la silice
consommée dans la formation des silcretes.
— des surfaces d'aplanissement non cuirassées qui
sont généralement moins bien conservées parce que
le recouvrement de sols meubles est très facilement
emporté par le ruissellement.
Cuirassées ou non, les surfaces d'aplanissement peuvent
être soulevées (c'est l'origine de la majorité des plateaux)
ou abaissées et recouvertes de sédiments marins ou continentaux. Mais il faut considérer aussi le cas d'une surface temporairement enfouie, puis délestée de son recouvrement superficiel. Il faudra donc distinguer, le cas
échéant :
A. des surfaces soulevées et provisoirement soustraites,
sauf à leur périphérie, à l'érosion fluviatile. Ce sont
les pénéplaines posthumes de CAHEN (1954, p. 433)
dont le plateau des Kibara constitue un bon exemple.
Ces plaines soulevées conservent parfois des traces
d'un ancien réseau hydrographique dont l'analyse
permet de compléter l'histoire de la morphologie
régionale.
B. des surfaces enfouies sous un recouvrement sédimentaire. C'est le cas du plateau de Kamina recouvert par la série des limons ocres. On peut y rattacher :
C. des surfaces temporairement noyées (submergées?). Une surface d'aplanissement peut être découpée en horsts et grabens. Les fossés d'effondrement deviennent temporairement des zones aréiques qui peuvent se transformer en marécages ou
en lacs et disparaître sous des dépôts lacustres.
Dans la vallée du Lualaba, l'extension primitive du
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lac Upemba (altitude actuelle : 542 m) peut être
démontrée par la présence de petites falaises de calcaire algaire à Chlorollepsis coloniata qui permettent de dire que le plan d'eau s'est élevé jusqu'à
la cote de 887 m (sommet des travertins de Kazaza
dans le D.C. de Kikondja).
D. des surfaces exhumées qui représentent des surfaces
d'abord enfouies, puis débarrassées de leur couverture sédimentaire lors d'un nouveau cycle d'érosion.
Les surfaces exhumées jouent un rôle important dans
la morphologie de l'Afrique australe comme l'a illustré
KING (1951) qui consacre un chapitre au "Pre-Karroo
Landscape". La complexité de la morphologie ante-Lukuga a été notée par la plupart des géologues qui ont
parcouru l'est du Zaïre, mais ce sont les formes glaciaires qui avaient surtout retenu l'attention.En réalité,
une étude photomorphologique du Shaba septentrional
démontre que cette topographie ante-Lukuga est celle
d'une pédiplaine ante-Silésienne qui comporte un très
grand nombre d'inselbergs et d'inselgebirges, plus ou
moins complètement dégagés de leur recouvrement lukuguien. L'existence d'une couverture arborée, parfois
très dense lorsqu'on dépasse le 6e parallèle de latitude
sud (en venant du sud), explique que cette morphologie
a été mal perçue par les premières reconnaissances géologiques.
Les problèmes liés à cette topographie exhumée se compliquent encore du fait que les différentes surfaces d'aplanissement étagées et les hautes terrasses des affluents du
Lualaba entaillent les terrains de recouvrement en respectant les reliefs résiduels précambriens. Cette situation
tend à accréditer l'idée qu'il existerait au Shaba des pédiplaines tertiaires et quaternaires (Fig. 2).
V. DATATION DES SURFACES D'APLANISSEMENT
On peut envisager trois méthodes distinctes de datation
qui fournissent des âges relatifs, des âges réels ou des
âges comparatifs.
A. Des âges relatifs
Leur définition repose sur des critères purement géométriques :
1. une surface d'aplanissement est plus récente que la
surface qui la domine; ainsi, la surface de Tshikapa (pénéplaine fin-tertiaire de VEATCH) est plus
récente que la surface sommitale du plateau du
Kwango (pénéplaine mi-tertiaire de VEATCH
(Fig. 3).
2. une surface d'aplanissement est plus récente que
la surface d'aplanissement qu'elle tronque. C'est la
relation observée à la bordure occidentale du plateau de Kundelungu. Elle a conduit ROBERT (1937,
1939) à distinguer une pénéplaine première (sommitale), tronquée à sa périphérie par une pénéplaine
seconde. La continuité de cette dernière est limitée
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par la falaise du plateau qui correspond au cycle
géographique actuel (Fig. 4).
DIXEY (1943, p. 6), et CAHEN et al. (1946, p. 21), ont
parallélisé abusivement la pénéplaine seconde de RoBERT avec la pénéplaine fin-tertiaire de VEATCH. La
pénéplaine seconde de ROBERT occupe une superficie,
parfois importante, en périphérie de la partie sommitale
des hauts plateaux du Katanga, à laquelle elle se rattache
de manière insensible. Au contraire, la pénéplaine fintertiaire du Kasai est séparée de la pénéplaine mi-tertiaire
par un ressaut topographique bien net. La pénéplaine fintertiaire représente un stade sénile alors que la pénéplaine
seconde correspond à un stade précoce de destruction de
la pénéplaine première.
Les méthodes de datation relative peuvent conduire à
de graves mécomptes si les surfaces d'aplanissement
sont déformées par des failles ou par des flexures. Ce
problème a été discuté par KING (1949, p. 442) qui y
voit l'explication de la prolifération des surfaces d'aplanissement locales. En voici deux exemples remarquables.
A la bordure occidentale du plateau de la Manika, l'aplanissement est découpé en plusieurs parties par des failles
qui se rattachent à la bordure orientale du graben de
l' Upemba (CORNET, 1905). Le morcellement du plateau fut reconnu par GROSEMANS, et al. (1933) lors du
levé géologique de la feuille Ruwe. Malheureusement,
les failles responsables de l'étagement du plateau ne furent pas indiquées parce que le recul vers l'amont des
ressauts de faille tend à en oblitérer le tracé. L'exploitation des photographies aériennes a permis à DE DAPPER (1981) de mieux circonscrire la complexité de la
retombée occidentale des plateaux de Kolwezi (Fig. 5).
Sur la carte de la crête de partage Congo-Zambèze,
DIXEY (1943, fig. 3) rapporte les quatre surfaces étagées
de la figure 5, respectivement à la mi-Tertiaire, à la finTertiaire, au Pléistocène moyen et au Pléistocène récent.
Ces datations se basent sur les altitudes des replats identifiés sur la carte topographique de la feuille Ruwe.
Cette interprétation est d'autant moins fondée que la surface inférieure de Lupasa est datée par la découverte de
meulières fossilifères, identifiées par POLINARD au niveau de la pénéplaine de part et d'autre de la vallée du
Lubudi.
La surface de Lupasa peut donc être rattachée à la
pénéplaine mi-tertiaire de VEATCH (POLINARD, 1932).
Une autre source d'erreur peut résulter du gauchissement
d'une surface d'aplanissement : c'est le cas de la surface de Kamina, aplanissement cuirassé par les grès polymorphes et enfouis sous les limons ocres. Cette surface forme, au sud de Kamina, un vaste ensellement,
délimité par une zone flexurée, dont le creux coïncide
avec la confluence de la Lupweji et du Lubudi. Cette
disposition a été interprétée par CAHEN (1954, fig. 79,
p. 427) comme deux surfaces distinctes, respectivement
crétacée et mi-tertiaire, alors qu'il s'agit d'une même sur-
face comme l'indique la feuille géologique Sokele publiée en 1958 (Fig. 6a et 6b).
On peut rattacher aux méthodes de datation relative
les indications fournies par le degré d'évolution des
matériaux recouvrant les surfaces d'aplanissement. Deux
voies sont ouvertes :
—le degré d'altération des matériaux constituant les
paléosols et en particulier des minéraux des argiles
(JACKSON ET SHERMAN, 1953; MOHR et VAN
BAREN, 1954).
—la nature des oxydes et des hydroxydes de fer et la
structure des cuirasses latéritiques dont ALEXANDRE a entrepris l'étude au Shaba méridional (ALEXANDRE-PYRE, 1967, p. 44-47).
B. Des âges réels
Ils se fondent sur les critères usuels de datation utilisés
en géologie stratigraphique, soit :
1. l'identification de fossiles ou d'artefacts, trouvés
dans les dépôts accumulés sur les surfaces d'aplanissement, fournit des âges réels que l'on qualifie
de jeunes;
2. la datation des couches et des intrusions magmatiques que tronque une surface d'aplanissement, fournit un âge ancien pour cette surface.
D'une manière générale, les âges réels sont aussi des âges
locaux qui sont d'autant plus proches des âges terminaux
que l'on s'écarte du niveau de base.
Ainsi, la surface du Kwango (pénéplaine miocène de
VEATCH) est recouverte par un cuirassement siliceux
renfermant des ostracodes qui sont datés, avec beaucoup
de réserves, de l'Oligocène. Par ailleurs, l'aplanissement
tronque les grès du Kwango qui sont diamantifères, donc
postérieurs à la mise en place des kimberlites qui ont
fourni un âge tardi-crétacé de 71 M.A. (DAVIS , 1977).
On peut donc conclure qu'au Kasai, l'âge local réel de
l'aplanissement du Kwango est compris entre le sommet
du Crétacé (âge ancien) et la base du Néogène (âge
jeune).
C. Des âges comparatifs
Comme une surface d'aplanissement se développe entre
deux accidents géologiques, il est souvent plus facile
de situer ces événements dans l'échelle stratigraphique
générale en étudiant l'évolution géologique enregistrée
dans les sédiments marins affleurant le long du littoral
atlantique. C'est la méthode employée par VEATCH en
1935 pour dater la surface du Kwango.
"The coastal plain record in Angola thus indicates that
there existed in Central Africa an extremely perfect peneplain in the early part of the Cretaceous ; that following the warping of this peneplain in mid-Cretaceous
time or earlier, its down-warped portion was preserved
beneath sediments in western Angola, and correspondingly its up-warped portion to the east was destroyed by
Problèmes de datation des surfaces d'aplanissements
erosion; that this erosion continued on the up-warped
portion of the peneplain without important interruption
through the latter half of the Cretaceous, all of the Eocene, Oligocene, and part of the Miocene. The result of
this long period of erosion was the production of a new
peneplain, the mid-Tertiary Peneplain, whose more or
less dissected surface is found today in so many parts of
Central and South Africa." (VEATCH, 1935, p. 30).
Il est clair que le raisonnement de VEATCH n'a de sens
que si le cycle d'érosion responsable de l'aplanissement
du Kwango possédait un niveau de base océanique. En
fait, tous les témoins étendus de cet aplanissement sont
situés dans le bassin hydrographique actuel du Zaïre;
ils dessinent une vaste cuvette dont le creux se situe
dans la région de Lisala et dont les bords se relèvent
vers l'ouest, pour coiffer le Mayumbe, vers le sud, en
direction de la ligne de séparation des eaux du Zaïre et
du Cuanza ou du Zambèze et, vers l'est, en direction du
plateau de Kamina. La formation de la cuvette Centrale
résulte d'une part du soulèvement du Mayumbe, avec
pour corollaire, la surimposition du Zaïre, en aval du
Stanley Pool (FOURMARIER, 1930, fig. 5, p. 32) et,
d'autre part, du soulèvement du Shaba à l'est du Lualaba,
lors de la formation des rifts de l'Est africain.
Les mouvements qui marquent l'âge terminal de la surface du Kwango sont oligocènes si l'on prend en considération l'importante lacune de stratification que l'on
constate dans les sédiments marins du littoral atlantique.
Cette hypothèse conduit à vieillir l'âge des limons ocres
(rapportés au Néogène, LEPERSONNE, 1974) et à faire
débuter à l'Oligocène la première phase de formation
des rifts de l'Est africain. Cette conception cadre bien
avec la complexité de l'évolution géomorphologique du
bassin du Zaïre qui est passée par une phase préliminaire où existaient plusieurs régions aréiques qui n'ont
pu s'intégrer simultanément dans le réseau hydrographique du fleuve. Au contraire, ce réseau s'est développé
sans avoir de liaison directe avec l'océan Atlantique; il
comportait plusieurs niveaux de base locaux, fluctuants
et temporaires qui se sont intégrés, peu à peu, dans le
réseau général grâce à des captures successives de bassins isolés, conquis progressivement en partant de la côte
atlantique : vidange de la cuvette Centrale (Stanley Pool :
277 m), dégagement du remplissage paléozoïque, épais
de 400 à 500 m, dans la vallée du Lualaba, en amont des
Portes d'Enfer (Z = 527 m).
C'est le creusement de cette échancrure située au pied
ouest des monts Kibara et que l'on appelle, improprement, le "graben de l'Upemba" qui a enfin permis le drainage de la plaine de la Kando et du Lualaba en amont
des gorges de Nzilo (1 220 m), puis le drainage du lac
Moero par l'exutoire de la Luvua (910 m), puis le drainage de la plaine de la moyenne Lufira en amont des
chutes de Kiubo (854 m) et finalement la création de
l'exutoire du Tanganyika (750 m) par la Lukuga. Ces
captures successives ont été favorisées par l'existence
183
d'anciennes vallées glaciaires Lukuga, comblées de sédiments aisément érodables. Il paraît donc bien hasardeux
d'appeler "pénéplaines fin-tertiaires" des replats étagés
qui représentent de simples terrasses acycliques.
VI. CONCLUSIONS
Il est surprenant de constater que les rares synthèses de
l'évolution morphologique du bassin du Zaïre ont été
proposées avant que l'on ne dispose d'une couverture
aérophotographique systématique du pays. Il était donc
impossible de vérifier la continuité des surfaces d'aplanissement et, a fortiori, de déterminer les déformations
qu'elles avaient pu subir.
C'est en dressant une carte des surfaces d'aplanissement
du Shaba, à l'échelle du 1/200 000, que s'est fait jour la
diversité de ces surfaces, en même temps que le besoin
de préciser les critères objectifs capables d'en fixer la
chronologie.
Cette carte montre l'existence de 3 surfaces d'aplanissement principales
A. une surface ante-Lukuga, caractérisée par une grande abondance de reliefs résiduels et qui est largement exhumée dans la vallée du bas-Lualaba;
B. la surface du Gondwana, caractérisée, elle aussi, par
des reliefs résiduels, et qui subsiste le long de la
crête de séparation des eaux du Zaïre et du Zambèze.
C. la surface du Kwango (pénéplaine fin-tertiaire de
VEATCH) qui préfigurait l'actuel bassin du Zaïre
et qui est caractérisée par les formations "de type
Kalahari".
L'évolution complexe de la plupart des aplanissements
anciens et la multiplicité des critères de datation a créé la
plus grande confusion dans la nomenclature des surfaces
aplanies. Ainsi, la surface du Kwango peut être datée
A. par l'âge initial de sa surface d'abrasion qui est
crétacée;
B. par l'âge de son cuirassement (silcretes) qui est
paléogène;
C. par l'âge de son recouvrement (limons ocres) qui
est néogène;
D. par l'âge de son décapage qui a débuté au PlioPléistocène ;
E. et, enfin, dans la nomenclature de KING (1948), par
la nature atlantique de son niveau de base qui en
fait une surface africaine.
Par ailleurs, si l'on compare la durée du Quaternaire (2,5
M.A.) avec l'intervalle de temps nécessaire à l'élaboration d'une pédiplaine (30 M.A.), on comprend aisément
la stricte limitation des méthodes de datation basées sur
l'emploi des industries lithiques.
Enfin, la longue période de stabilité tectonique que réclame la genèse d'un aplanissement risque d'être interrompue, à de multiples reprises, par des mouvements mineurs de la surface du sol qui suffisent à perturber, et
184
P. DUMONT
donc à compliquer l'évolution morphologique en cours.
Plusieurs études approfondies de géomorphologie, entreprises au Shaba méridional (MAMMERICKX , 1960; SYS,
1961; ALEXANDRE-PYRE, 1967; DE DAPPER, 1981)
ont démontré non seulement la complexité des paysages
géographiques, mais aussi la difficulté d'intégrer les observations nouvelles dans les schémas très simples, proposés avant 1960, pour décrire l'évolution géomorphologique du bassin du Zaïre. Il est bien loin le temps où
MAUFE (1927) pouvait écrire "Omnia Rhodesia in tres
partes divisa est : the High Veld, the dissected Middle
Veld and the Low Veld".
Note.
1. Le bubnoff (B) est une unité de mesure des très faibles vitesses,
proposée par Fischer en 1954, égale à 1 micron par an, ou 1 mm par
1000 ans, ou encore 1 m par million d'années.
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Adresse de l'auteur : Pol DUMONT
Professeur émérite à l'Université libre de Bruxelles
Drève des Sapins, 2
B - 1330 RIXENSART